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Formation des chaines de montagne et tectonique des plaques 2ème Bac Sc. Ex BIOF

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Unité 4 : Les phénomènes géologiques accompagnant la formation des

chaînes de montagnes et leur relation avec la tectonique des plaques

Introduction (Rappels sur la tectonique des plaques) :

La structure de la Terre est constituée

d'une succession de couches de propriétés

physiques différentes: au centre, le noyau;

puis, le manteau, qui constitue le gros du

volume terrestre, et qui se divise en

manteau inférieur solide et manteau

supérieur principalement plastique, mais

dont la partie tout à fait supérieure est

solide (manteau lithosphérique);

finalement, la croûte (ou écorce), qui

compte pour moins de 2% en volume et

qui est solide.

La couche plastique du manteau supérieur est appelée asthénosphère, alors

qu'ensemble, les deux couches solides qui la surmontent, soit la couche solide de

la partie supérieure du manteau supérieur et la croûte terrestre, forment la

lithosphère. La limite entre les deux couches lithosphériques s’appelle Moho.



Notion de plaques lithosphériques : aussi appelées plaques tectoniques, sont des

« morceaux » de la lithosphère qui reposent sur l'asthénosphère moins rigide.

Les plaques

s'assemblent à la

manière d'un puzzle sur

l'ensemble de la surface

de la Terre.

Ces plaques ont la

particularité de se

déplacer (de quelques

centimètres par an en

moyenne), à la suite des

mouvements convectifs

qui existent dans le manteau. Durant ces déplacements, deux plaques peuvent :

S'écarter l'une de l'autre. Elles sont alors dites divergentes. Ce phénomène

survient principalement au fond des océans, au niveau des dorsales

océaniques, mais aussi en quelques endroits sur les continents (on parle

alors de rifts). L'espace libéré suite à l’écartement des plaques est comblé

par du magma qui refroidit rapidement.

Deux plaques peuvent également être convergentes, ce qui donne lieu à

des collisions (formation des chaînes de montagnes) ou à des subductions

(la plaque la plus dense passe sous l'autre).

Enfin, deux plaques peuvent tout simplement coulisser l'une contre l'autre.



Chapitre 1 : Les chaines de montagnes récentes et les déformations tectoniques

qui les accompagnent

Quelles sont les types de chaines de montagnes récentes ?

Quels sont les caractéristiques de chacun de ces types ?

I- Les caractéristiques structurales et pétrographiques des chaines de

montagnes récentes :

1- Les chaines de subduction (exemple des Andes) :

La subduction est le processus d'enfoncement d'une plaque tectonique (plaque

subduite) sous une autre plaque (plaque chevauchante) de densité plus faible, en

général une plaque océanique (à forte densité) sous une plaque continentale

(moins dense) ou sous une autre plaque océanique.

a- Les caractéristiques structurales :

De la subduction résulte la formation de chaînes de montagne de subduction. La

chaine des Andes le long du littorale Ouest de l’Amérique du Sud en est un

exemple. Ces chaines se caractérisent par :

L’élévation des montagnes (relief positif) parallèle à une fosse

océanique profonde (relief négatif), le long de la marge continentale

active. On peut expliquer ces reliefs par le fait que la subduction de la

lithosphère océanique entraine une forte pression sur les couches de la

croûte terrestre de la région (force de convergence), ces couches

répondent par une déformation formant les plis et les failles inverses ce

qui conduit au soulèvement des reliefs sous forme d’une chaine de

montagne.



Une forte activité sismique dont les foyers sont répartis selon un plan

incliné appelé « plan de Bénioff », qui traduit le fait que la plaque

descendante s’enfonce de façon inclinée sous la plaque chevauchante.

Une activité volcanique.

Des anomalies thermiques par un abaissement des lignes isothermes

sous la fosse continentale due au refroidissement de cette zone par la

croute océanique subduite froide et, au contraire, une élévation de ces

isothermes au-dessous de la chaine volcanique suite au réchauffement de

cette zone par la magma chaud montant.

La formation d’un prisme d’accrétion par l’empilement des sédiments

océaniques entre la fosse et la plaque continentale (chevauchante).

b- Les caractéristiques pétrographiques (rocheuses) :

Les chaines de subduction se caractérisent par l’abondance d’une roche

volcanique nommée « Andésite » et par la présence de plutons de granitoïdes.

Au cours de l’enfouissement de la lithosphère océanique (plus dense) sous la

lithosphère continentale (moins dense) les roches subduites subissent une

augmentation de la pression et de la température, ce qui provoque des réactions

minéralogiques accompagnées par la libération d’importante quantité d’eau qui

diffusent à travers les roches du manteau supérieur (La péridotite). Ainsi se

réalisent les conditions de la fusion partielle de la péridotite conduisant à la

formation d’un magma qui migre vers la surface. Une partie de ce magma

cristallise en profondeur et donne naissance à des plutons de granitoïdes à

structure grenue, et l’autre partie atteint la surface et se refroidit rapidement pour

former l’andésite caractérisée par sa structure microlitique où des petits cristaux

appelés microlites sont liés par un verre.

2- Les chaines d’obduction (exemple de la chaine d’Oman) :

Comparez la série

pétrographique d’Oman à celle

de la croûte océanique.



On remarque une ressemblance entre le complexe ophiolitique d’Oman et la

lithosphère océanique dans la succession des structures. En effet, ils comportent

du haut vers le bas : un niveau de basalte en coussinets, un niveau formé de

gabbro et un niveau de péridotite. Ils diffèrent par l’épaisseur de ces structures et

par la présence de sédiments anciens continentaux sous la péridotite dans la

colonne de l’ophiolite.

Le complexe ophiolitique d’Oman est un fragment formé au niveau d’une

lithosphère océanique qui a migré sur la lithosphère continentale.

L’obduction est un phénomène géodynamique lors duquel des portions de croûte

océanique (dites ophiolites) émergent sur la marge continentale sous l’effet de

forces de convergence.

Les chaînes d’obduction sont caractérisé par la présence des roches du complexe

ophiolitique (Basalte, gabbros, péridotite) et des sédiments du fond océanique

(exp : radiolarites) au-dessus d’un socle continentale.

Ce phénomène est le résultat d’un rapprochement entre deux plaques. Dans un

premier temps une subduction entre deux croutes océaniques se passe. Les

forces compressives issues de cette convergence entrainent une disparition

complète de la croute océanique subduite puis, un chevauchement de la

lithosphère océanique (non subduite) sur la lithosphère continentale autochtone,

provoquant la déformation des couches et le soulèvement de reliefs représentant

les chaînes d’obduction.



3- Les chaînes de collision :

La collision continentale est un phénomène géodynamique se produisant à la

limite convergente de deux lithosphères continentales qui se rencontrent après la

fermeture totale d’une ancienne mer.

a- Les caractéristiques structurales :

Les chaînes de collision (telles que l’Himalaya et les Alpes) sont caractérisées

par :

La convergence entre deux lithosphères continentales.

Surrection de hautes chaînes de montagnes.

Les déformations des couches de la croûte terrestre: Les plis, failles

inverses, chevauchements et nappe de charriage qui résultent des forces

de convergence compressives.

b- Les caractéristiques pétrographiques:

Présence d’ophiolite et de roches sédimentaires d’origine marine (prisme

d’accrétion) coincés dans la zone de suture entre les deux plaques

convergentes, expliquée par la disparition d’un océan ancien (fermeture

océanique).

Présence de roches sédimentaires métamorphisées d’origine continentales

différentes, chacune appartenant à l’une des plaques en collision.

Présence de roches magmatiques telles que l’andésite et le granodiorite,

résidus de l’activité de subduction qui précède la collision.



La reconstitution de la formation d’une chaîne de collision peut être résumée

comme suit :

Etape 1 : Deux plaques étaient séparées par un ancien océan (Cas de

l’himalaya : Mer Téthys entre la plaque indienne et la plaque eurasienne /

Cas des Alpes : Océan alpin entre la plaque africaine et la plaque

européenne).

Etapes 2 : L’arrêt de l’expansion marine et le rapprochement entre les

deux plaques, accompagné par des forces compressives qui conduisent à

la subduction de la lithosphère océanique sous la marge continentale.

Etape 3 : La poursuite des forces tectoniques a pour résultat la

déformation des couches rocheuses, la fermeture du domaine océanique et

l’obduction d’un morceau de la lithosphère océanique sur la lithosphère

continentale. Ce morceau correspond au complexe ophiolitique se

trouvant dans la suture des deux plaques.

Etapes 4 : Collision entre les deux marges continentales entrainant la

formation de la chaîne de collision. Le complexe ophiolitique et les

sédiments du prisme d’accrétion restent comme indices de la fermeture

marine.

II- Les déformations tectoniques accompagnants la formation des chaînes

de montagnes :

1- Facteurs de déformation des roches :

Le type de déformation des roches est lié à :

Des facteurs externes dont le plus

important est la profondeur qui

détermine les variations de

pression et de la température.

Des facteurs internes en relation

avec la nature des roches et leurs

caractéristiques.

La durée de l’application des

forces tectoniques, les

déformations sont plutôt souples

si l’application des forces est

lente. Elles seront cassantes si les

forces sont rapides.



2- Types de déformations tectoniques :

a. Le pli : Une déformation souple des couches géologiques sous forme

d’ondulation à la suite de contraintes tectoniques.

b. La faille : Une déformation sous forme de cassure inclinée séparant deux

compartiments rocheux. La faille inverse se traduit par un rapprochement des

d’un compartiment par rapport à l’autre suite aux forces compressives.

c. Chevauchement : une déformation suite à un mouvement tectonique où une

série de terrains recouvre une autre après un contact anormal de type faille

inverse.



d. Nappe de charriage : Une forme de déformation, suite à un mouvement

tectonique, se traduisant par le déplacement d’un terrain, sur de grandes

distances, par-dessus d’autres

terrains (c’est un

chevauchement d’amplitude

pluri-kilométrique).

La klippe : un morceau de

nappe isolé du reste de la

nappe par l’érosion.

La fenêtre : une zone de la

nappe érodée permettant de voir les terrains autochtones (socle) sous-jacents.



Chapitre 2 : Le métamorphisme et sa relation avec la tectonique des plaques

Les zones de subduction et les zones de collision sont caractérisées par

l’affleurement de roches qui ont une structure et une composition minéralogique

qui résulte d’une transformation de la roche préexistante à l’état solide sous

l’effet de l’augmentation de la température et de la pression. Ces roches sont

appelées roches métamorphiques.

Quelles sont les caractéristiques des roches métamorphiques dans les

zones de subduction et de collision ?

Quels sont les facteurs et les types de métamorphismes ?

I- Les caractéristiques des roches métamorphiques dans les zones de

subduction et de collision :

1- Les roches métamorphiques dans les zones de subduction :

On distingue dans la zone de subduction la série métamorphique composée des

roches suivantes :

Roches Méta

mo

rp

hism

e

croissa

nt

Structure Minéraux

Schiste bleu Foliés gris Glaucophane (Bleue)

+ Mica (blanche)

Eclogite Grenue, D’origine basaltique ou

gabroique

Jadéite + Grenat

Le gabbro, le schiste bleu et l’éclogite ont la même composition chimique :

Formule

chimique SiO2 TiO2 Al2O3 FeO MgO CaO Na2O K2O

Pourcentage 47,1 2,3 14,2 11 12,7 9,9 2,2 0,4

Ce qui prouve que l’ensemble de ces roches provient de la même roche

d’origine suite à un changement des conditions de température et de pression en

profondeur.

Remarque :

La schistosité : feuilletage présenté par des

roches sous l’influence de contraintes

tectoniques (pression et température), selon

lesquelles les minéraux s’organisent en

lames (feuilles).

Foliation : Structure présenté dans des

roches métamorphiques qui se caractérisée

par la succession de lits de minéraux à

contenu minéralogique différent (feuilles



successives de couleurs différentes).

2- Les roches métamorphiques dans les zones de collision :

La zone de collision est caractérisée par la série métamorphique suivante :

Roches

M

étamorp

hism

e croissan

t

Structure Minéraux

Schiste vert

Schisteuse dont le sens des

minéraux indiquent le sens

des forces mécaniques

Séricite + Chlorite (verte)

Micaschiste

Schisteuse-foliée, les lits de

minéraux sont simple à

cliver (séparables)

Lits de biotite + moscovite

(=Mica) claires, et lits de

quartz.

Gneiss

Foliée, les lits de minéraux

distincts sont non clivables.

Mica (lits sombres), quartz et

feldspath (lits clairs)

L’analyse chimique montre que la composition chimique de ces roches de la

zone de collision est semblable (roche silicoalumineuse), alors que leur

composition minéralogique est différente, ces roches provient donc de la même

roche d’origine qui a connu un métamorphisme grandissant au fur et à mesure

du rapprochement lithosphérique).

Conclusion : Le métamorphisme est l'ensemble des processus qui

induisent des modifications minéralogiques et texturales d'une roche,

à l'état solide et sous l'effet de la température, de la pression et des

fluides.

II- Les facteurs du métamorphisme et Notion de minéral index et de faciès

métamorphique:

1- Les facteurs du métamorphisme :

L’augmentation de la pression et/ou de la température entraîne des réactions

minéralogiques. En effet, certains minéraux deviennent instables dans les



Certaines réactions suite à un métamorphisme croissant :

Plagioclase + Pyroxène + eau Amphibole

Plagioclase + Amphibole + eau Chlorite + Actinote

Plagioclase + Chlorite + Actinote Glaucophane + eau

Plagioclase + Glaucophane Grenat + Jadéite + eau

nouvelles conditions de pression et de température et se transforment. En même

temps apparaissent des minéraux nouveaux stables dans ces conditions.

La température augmente en fonction de la profondeur (gradient géothermique),

la valeur de cette augmentation varie d’une zone à l’autre. Elle est faible dans

les zones géologiquement stables, et forte dans les zones géologiquement

actives.

La pression varie en profondeur sous l’action de la masse des roches, les forces

tectoniques et la pression partielle des fluides (CO2 et la vapeur d’eau).

2- Notion de minéral index et de faciès métamorphique :

a- Le minéral index :

Certains minéraux sont sensibles aux variations de pression et de température.

Ces variations provoquent des réactions minéralogiques, et ainsi la

transformation d’un minéral en un autre. Chacun de ces minéraux est stable dans

des conditions déterminées de pression et de température, si on le rencontre dans

une roche métamorphique,

il indique que cette roche a

subi ces conditions. Ainsi

ce minéral s’appel minéral

index.

b- Les faciès métamorphiques :

Selon les conditions de pression et de température on peut déterminer le

domaine de stabilité d’un

ensemble de minéraux, ce

domaine s’appel faciès

métamorphique.

Ainsi on peut déterminer

plusieurs faciès métamorphiques

(exemple : faciès schiste vert,

faciès schiste bleu, faciès

éclogite…) chaque faciès est

caractérisé par un ensemble de

minéraux stables dans des

conditions déterminées de

pression et de température.



III- Le métamorphisme dans les zones de subduction et de collision :

1- Le métamorphisme dans les zones de subduction (métamorphisme

dynamique) :

Dans les zones de subduction, les roches de la lithosphère océanique qui

s’enfoncent sous la lithosphère continentale, subissent une forte augmentation de

pression et, relativement, une faible augmentation de température. Cette

augmentation entraine la transformation des roches de la lithosphère océanique

(basalte et gabbro) en schiste bleu puis éclogite (courbe 1) caractérisée par le

grenat et la jadéite qui se forment dans des conditions de forte pression et de

moyenne température. Dans ce cas on parle de métamorphisme dynamique.

2- Le métamorphisme dans les zones de collision (métamorphisme

thermodynamique) :

Dans les zones de collision les roches lithosphériques continentales (et les

roches du complexe ophiolitique) subissent une forte augmentation de la

pression et de la température, elles se transforment en schiste vert puis en

amphibolites (Courbe 2) caractérisées par le disthène ou la sillimanite qui se

forment dans des conditions de pression et de température moyennes à fortes.

Dans ce cas on parle de métamorphisme thermodynamique.



Remarque : Le métamorphisme thermique à basse pression et haute température

correspond au métamorphisme de contact que subissent des roches lors du

passage d’un magma proche. Ce métamorphisme caractérise la mise en place de

granite intrusif.



Chapitre 3 : La granitisation et sa relation avec le métamorphisme

Le granite et les roches granitiques constituent la majeure partie de la croûte

continentale. Le granite est une roche plutonique issue d’un refroidissement

lent d’un magma en profondeur, ce qui lui confère sa texture grenue à

grands cristaux. Le granite est une roche très solide de couleur claire (gris,

blanc, rose), on distingue :

Un granite d’anatexie : plutons liés à un métamorphisme régional

formés suite à une augmentation de la pression et de la température.

Un granite intrusif : plutons résultant d’une intrusion magmatique dans

des terrains préexistants.

I- Origine et mise en place du granite d’anatexie :

1- Mise en évidence du lien entre les roches métamorphiques et le granite :

L’anatexie est le processus par lequel les roches métamorphiques, soumises à

une augmentation de pression et de température, fondent totalement ou

partiellement.

On peut mettre en évidence l’anatexie par l’expérience de soumettre une roche

argileuse à une pression hydrostatique de 2 kbar et une température comprise

entre 700 et 850°C, ce qui équivaut à une profondeur de 7 à 8 km. On observe

alors, la formation d’un liquide issu de la fusion partielle, qui donne après

refroidissement une roche granitique.

Dans les zones présentant des roches

métamorphiques et la formation de granite, on

observe la présence d’une roche intermédiaire

nommée migmatite.

On y trouve une partie gneissique avec une

alternance de lits sombres riches en micas noirs

et de lits clairs (foliation) mais aussi des parties claires à texture grenue formées

de quartz et de feldspaths similaire à la composition granitique.



Nom de la

roche Gneiss Migmatite Granite

Lame

mince

Etat à la

formation Solide Solide + Liquide Liquide

Structure Foliée à minéraux

orientés

Zone foliée et zone

grenue Grenue

2- Mise en place du granite d’anatexie dans les zones de collision:

La collision entre deux plaques portant des continents amène des fragments de

croûte continentale à des profondeurs de l’ordre de 50 à 70 km où elles subissent

des conditions de pression et de température croissante (figure a). Cet

enfouissement est lié au raccourcissement et à l’épaississement de la croûte

continentale qui forme une racine en profondeur avec des reliefs en surface.

Les roches d’origine se transforment et deviennent des roches métamorphiques,

aboutissant à la formation de gneiss (partie 1 de la courbe).

Sous l’effet de l’isostasie par poussée de l’asthénosphère, ces roches vont

remonter vers la surface, la pression diminue mais la température reste élevée

(partie 2 de la courbe). Ces conditions conduisent à la fusion partielle et à la

formation du magma anatectique (Figure b).

Progressivement le magma refroidit sur place, une partie du magma reste liée au

gneiss pour former la migmatite, et une autre partie forme du granite. Après

l’érosion, ses roche affleurent en surface (partie 3 de la courbe).

II- le granite intrusif et métamorphisme de contact :



1- Relation du granite intrusif avec les roches voisines :

Le granit intrusif ce distingue du granite d’anatexie par son étendu moins large,

il est généralement sous forme d’un massif. Autour de ce massif, se développe

une bande limitée de roches métamorphique formant une auréole de

métamorphisme de contact.

Cas du granite de Zaër :

Le granite de Zaër est un pluton intrusif dans les terrains sédimentaires de

l'Ordovicien et du Dévonien de l'ère primaire (paléozoïque) qui l'entourent.

Avec une extension maximale de 40 km sur 12 km, il s'agit du plus grand pluton

de ce type au Maroc. Autour du granite, l'intrusion a provoqué le développement

d'une large auréole de métamorphisme de contact dans les terrains sédimentaires

du paléozoïque.

Un scénario de mise en place du granite de Zaër :

1. La fusion partielle du

manteau est à l'origine d'un

magma de composition de

gabbro.

2. Ce magma s'injecte dans

la croûte entrainant sa

fusion partielle.

3. Les produits de ces deux

fusions se mélangent

prenant une composition

de granodiorite. Dans le

magma, l'homogénéisation

entre les éléments de

différentes origines se fait

progressivement au cours

du temps.

4. La remontée du magma se fait à travers des cassures de la croûte matérialisée

en surface par la faille de Demrane-Chbeïka qui correspond à la zone d'injection

du magma.

5. Un premier pluton (M1) se met en place en deux temps. Plus vite dans la

partie sud-Ouest (SW) sans permettre une bonne homogénéisation du magma

qui conserve de nombreuses enclaves bien différenciées. Un peu plus tard dans

la partie nord-est (NE) à partir d'un magma mieux homogénéisé et donc moins

riche en enclaves différenciées (M2).



6. bien plus tard, après un long stockage du magma, le second pluton de nature

leucogranitique (M3 à dominance quartz et feldspaths clairs) se met lui aussi en

place, il ne contient pratiquement plus d'enclave et le pluton est très homogène.

2- Granit intrusif et métamorphisme de contact :

Le granite intrusif se met en place suite à la migration vers la surface d’un

magma sous formes d’intrusions qui traversent les couches encaissantes

(sédimentaires) et donnent, après refroidissement, le granite intrusif.

Lors de la mise en place des plutons granitiques, les roches encaissantes sont

soumises à une élévation de température qui affecte leur structure. Ce type de

métamorphisme de basse pression et haute température et appelé

métamorphisme de contact.

Remarque :

On observe dans le granite d’intrusion des

enclaves. Ce sont des inclusion (xenolith),

que l’on interprète comme étant des

fragments du manteau ou de la croûte

profonde, arrachés et emportés vers la

surface par la montée du magma.

Exemples : Enclave de roche encaissante

(schiste, calcaire, ou autre) dans un granite

en bordure d'un massif intrusif.

On peut aussi observer la formation de filons par remplissage d'une fracture

recoupant des roches de nature variée (roches encaissantes). Le matériel de ce

remplissage peut avoir été déposé par des circulations de fluides hydrothermaux

(filons hydrothermaux) ou être de nature magmatique ou sédimentaire.

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